Широтна поясність визначення. Що таке широтна зональність? Географічна секторність та її вплив на регіональні ландшафтні структури

Регіональна та локальна диференціація епігеосфери

Широтна зональність

Диференціація епігеосфери на геосистеми різних порядків визначається неоднаковими умовами її розвитку у різних частинах. Як зазначалося, є два основних рівня фізико-географічної диференціації - регіональний і локальний (чи топологічний), основу яких лежать глибоко різні причини.

Регіональна диференціація обумовлена ​​співвідношенням двох найголовніших зовнішніх щодо епігеосфери енергетичних факторів -променистої енергії Сонця та внутрішньої енергії Землі. Обидва чинники виявляються нерівномірно як і просторі, і у часі. Специфічні прояви того й іншого в природі епігеосфери визначають дві найбільш загальні географічні закономірності. зональністьі азональність.

Під широтною (географічною, ландшафтною)зональністю 1

мається на увазізакономірна зміна фізико-географічних процесів, компонентів та комплексів (геосистем) від екватора дополюсів. Первинна причина зональності – нерівномірний розподіл короткохвильової радіації Сонця за широтою внаслідок кулястості Землі та зміни кута падіння сонячних променів на земну поверхню. Тому на одиницю площі припадає неоднакова кількість променистої енергії Сонця в залежності від широти. Отже, для існування зональності достатньо двох умов - потоку сонячної радіації та кулястості Землі, причому теоретично розподіл цього потоку по земній поверхні повинен мати вигляд математично правильної кривої (рис. 5, Ra). Насправді, однак, широтний розподіл сонячної енергії залежить і від деяких інших факторів, що мають також зовнішню, астрономічну природу. Один з них – відстань між Землею та Сонцем.

У міру віддалення від Сонця потік його променів стає дедалі слабшим, і можна уявити таку відстань (наприклад, яку відстоїть від Сонця планета Плутон), у якому різниця

Мал. 5. Зональний розподіл сонячної радіації:

Ra-радіація на верхній межі атмосфери; сумарна радіація: Rcc-на. поверхні суші, Rco-на поверхні Світового океану, Rcз-середня для поверхні земної кулі; радіаційний баланс: Rс - на поверхні суші, Rо-на поверхні океану, Rз-середня для поверхні земної кулі

між екваторіальними та полярними широтами щодо інсоляції втрачає своє значення - скрізь виявиться однаково холодно (на поверхні Плутона розрахункова температура близько - 230 ° С). За надто великого наближення до Сонця, навпаки, у всіх частинах планети виявилося б надмірно жарко. В обох крайніх випадках неможливе існування ні води в рідкій фазі, ні життя. Земля виявилася найбільш «вдало» розташованою планетою по відношенню до Сонця.

Маса Землі також впливає на характер зональності, хоча і кос-

венно: вона дозволяє нашій планеті (на відміну, наприклад, від «легкого» Місяця) утримувати атмосферу, яка є важливим фактором трансформації та перерозподілу сонячної енергії.

Істотну роль грає нахил земної осі до площини екліптики (під кутом близько 66,5°), від цього залежить нерівномірне надходження сонячної радіації за сезонами, що ускладнює зональний розподіл тепла, а

також вологи та загострює зональні контрасти. Якби земна вісь була

перпендикулярна до площини екліптики, то кожна паралель отримувала б протягом усього року майже однакову кількість сонячного тепла і на Землі практично не було б сезонної зміни явищ.

Добове обертання Землі, що зумовлює відхилення тіл, що рухаються, у тому числі повітряних мас, вправо в північній півкулі і вліво - в південній, також вносить додаткові ускладнення в схему зональності.

Якби земна поверхня була складена якоюсь однією речовиною і не мала нерівностей, розподіл сонячної радіації залишався б строго зональним, тобто, незважаючи на ускладнений вплив перелічених астрономічних факторів, її кількість змінювалася б строго по широті і на одній паралелі було б однаковим. Але неоднорідність поверхні земної кулі - наявність материків і океанів, різноманітність рельєфу і гірських порід тощо - обумовлює порушення математично регулярного розподілу потоку сонячної енергії. Оскільки сонячна енергія є практично єдиним джерелом фізичних, хімічних та біологічних процесів на земній поверхні, ці процеси неминуче повинні мати зональний характер. Механізм географічної зональності дуже складний, вона проявляється далеко не однозначно в різному «середовищі», у різних компонентах, процесах, а також у різних частинах епігеосфери. Першим безпосереднім результатом зонального розподілу променистої енергії Сонця є зональність радіаційного балансу земної поверхні. Проте вже в розподілі радіації, що приходить, ми

спостерігаємо явне порушення суворої відповідності із широтою. На рис. 51Добре видно, що максимум сумарної радіації, що приходить до земної поверхні, відзначається не на екваторі, чого слід було б очікувати теоретично,

а на просторі між 20-ю та 30-ю паралелями в обох півкулях -

північному та південному. Причина цього явища полягає в тому, що на цих широтах атмосфера найбільш прозора для сонячних променів (над екватором в атмосфері багато хмар, що відбивають сонячні промені.

1В СІ енергія вимірюється в джоулях, проте донедавна теплову енергію було прийнято вимірювати в калоріях. Оскільки у багатьох опублікованих географічних роботах показники радіаційного та теплового режимів виражені в калоріях (або кілокалоріях), наводимо такі співвідношення: 1 Дж = 0,239 кал; 1 ккал = 4,1868 * 103Дж; 1 ккал/см2 = 41,868

промені, розсіюють та частково поглинають їх). Над суходолом контрасти у прозорості атмосфери особливо значні, що знаходить чітке відображення у формі відповідної кривої. Таким чином, епігеосфера не пасивна, автоматично реагує на надходження сонячної енергії, а по-своєму перерозподіляє її. Криві широтного розподілу радіаційного балансу дещо більш згладжені, але вони є простою копією теоретичного графіка розподілу потоку сонячних променів. Ці криві не суворо симетричні; добре помітно, що поверхня океанів характеризується вищими цифрами ніж суша. Це також говорить про активну реакцію речовини епігеосфери на зовнішні енергетичні впливи (зокрема, через високу відбивну здатність суша втрачає значно більше променистої енергії Сонця, ніж океан).

Променева енергія, отримана земною поверхнею від Сонця і перетворена на теплову, витрачається в основному на випаровування і на тепловіддачу в атмосферу, причому величини цих витратних статей

радіаційного балансу та їх співвідношення досить складно змінюються за

широті. І тут ми не спостерігаємо кривих, суворо симетричних для суші та

океану (рис. 6).

Найважливіші наслідки нерівномірного широтного розподілу тепла

зональність повітряних мас, циркуляції атмосфери та вологообігу. Під впливом нерівномірного нагріву, а також випаровування з підстилаючої поверхні формуються повітряні маси, що розрізняються за своїми температурними властивостями, вмістом вологи, щільності. Виділяють чотири основні зональні типи повітряних мас: екваторіальні (теплі та вологі), тропічні (теплі та сухі), бореальні, або маси помірних широт (прохолодні та вологі), і арктичні, а в південній півкулі антарктичні (холодні та відносно сухі). Неоднакове нагрівання і внаслідок цього різна щільність повітряних мас (різний атмосферний тиск) викликають порушення термодинамічної рівноваги в тропосфері та переміщення (циркуляцію) повітряних мас.

Якби Земля не оберталася навколо осі, повітряні потоки в атмосфері мали б дуже простий характер: від нагрітих приекваторіальних широт повітря піднімалося вгору і розтікалося до полюсів, а звідти поверталося б до екватора в приземних шарах тропосфери. Інакше кажучи, циркуляція повинна була мати меридіональний характер і біля земної поверхні в північній півкулі постійно дмухали б північні вітри, а в південній - південні. Але відхиляє дію обертання Землі вносить у цю схему істотні зміни. У результаті тропосфері утворюється кілька циркуляційних зон (рис. 7). Основні з них відповідають чотирьом зональним типам повітряних мас, тому в кожній півкулі їх виходить по чотири: екваторіальна, загальна для північної та південної півкуль (низький тиск, штилі, висхідні потоки повітря), тропічна (високий тиск, східні вітри), помірна

Мал. 6. Зональний розподіл елементів радіаційного балансу:

1 - вся поверхня земної кулі, 2 - суша, 3 - океан; LE -витрати тепла на

випаровування, Р -турбулентна віддача тепла в атмосферу

(знижений тиск, західні вітри) та полярна (знижений тиск, східні вітри). Крім того, розрізняють по три перехідні зони - субарктичну, субтропічну та субекваторіальну, у яких типи циркуляції та повітряних мас змінюються за сезонами внаслідок того, що влітку (для відповідної півкулі) вся система циркуляції атмосфери зміщується до «свого» полюса, а взимку - доекватору (і протилежному полюсу). Таким чином, у кожній півкулі можна виділити по сім циркуляційних зон.

Циркуляція атмосфери – потужний механізм перерозподілу тепла та вологи. Завдяки їй зональні температурні відмінності на земній поверхні згладжуються, хоча все ж таки максимум припадає не на екватор, а на дещо вищі широти північної півкулі (рис. 8), що особливо чітко виражено на поверхні суші (рис. 9).

Зональність розподілу сонячного тепла знайшла своє виро-

Мал. 7. Схема загальної циркуляції атмосфери:

чення у традиційному уявленні про теплові пояси Землі. Однак континуальний характер зміни температури повітря біля земної поверхні не дозволяє встановити чітку систему поясів та обґрунтувати критерії їхнього розмежування. Зазвичай розрізняють такі пояси: жаркий (з середньою річною температурою вище 20 ° С), два помірні (між річною ізотермою 20 ° С і ізотермою найтеплішого місяця 10 ° С) і два холодних (з температурою самого теплого місяця нижче 10 °); всередині останніх іноді виділяють "області вічного морозу" (з температурою найтеплішого місяця нижче 0 ° С). Ця схема, як і її варіанти, має суто умовний характер, і ландшафтознавче значення її невелике вже з крайнього схематизму. Так, помірний пояс охоплює величезний температурний інтервал, у який укладається ціла зима ландшафтних зон – від тундрової до пустельної. Зауважимо, що подібні температурні пояси не збігаються з циркуляційними,

Із зональністю циркуляції атмосфери тісно пов'язана зональність вологообігу та зволоження. Це виразно проявляється у розподілі атмосферних опадів (рис. 10). Зональність распреде-

Мал. 8. Зональний розподіл температури повітря на поверхні земної кулі: I- січень, VII -Липень

Мал. 9. Зональний розподіл тепла в умі-

ренно континентальному секторі північної півкулі:

t -середня температура повітря в липні,

сума температур за період із середніми добовими-

ми температурами вище 10 ° С

лення опадів має свою специфіку, своєрідну ритмічність: три максимуми (головний - на екваторі і два другорядних в помірних широтах) і чотири мінімуми (у полярних та тропічних широтах). Кількість опадів сама по собі не визначає умов зволоження чи вологозабезпеченості природних процесів та ландшафту загалом. У степовій зоні при 500 мм річних опадів ми говоримо про недостатнє зволоження, а в тундрі при 400 мм - надмірне. Щоб судити про зволоження, потрібно знати не тільки кількість вологи, що щорічно надходить у геосистему, але й кількість, яка необхідна для її оптимального функціонування. Найкращим показником потреби у волозі служить випаровуваність,тобто кількість води, яка може випаруватися із земної поверхні в даних кліматичних умовах за припущень, що запаси вологи не обмежені. Випаровуваність – величина теоретична. Її

Мал. 10. Зональний розподіл атмосферних опадів, випаровування та коефі-

цієнта зволоження на поверхні суші:

1 - середні річні опади, 2 - середня річна випаровуваність, 3 - перевищення опадів над випаровуваністю,

4 - перевищення випаровування над опадами; 5 - коефіцієнт зволоження (за Висоцьким - Івановим)

слід відрізняти від випаровування,т. е. фактично випаровується вологи, величина якої обмежена кількістю опадів, що випадають. На суші випаровування завжди менше випаровуваності.

На рис. 10 видно, що широтні зміни опадів та випаровування не збігаються між собою і значною мірою навіть мають протилежний характер. Відношення річної кількості опадів до

річний величині випаровування може бути показником кліматичного

зволоження. Цей показник уперше запровадив Г. М. Висоцький. Ще в 1905 р. він використав його для характеристики природних зон європейської Росії. Згодом ленінградський кліматолог М. М. Іванов побудував ізолінії цього відношення, яке назвав коефіцієнтом зволоження(К), для всієї суші Землі і показав, що межі ландшафтних зон збігаються з певними значеннями К: у тайзі та тундрі він перевищує 1, у лісостепу дорівнює

1,0-0,6, у степу - 0,6 - 0,3, у напівпустелі - 0,3 - 0,12, у пустелі -

менше 0,12 1.

На рис. 10 схематично показано зміну середніх значень коефіцієнта зволоження (суші) по широті. На кривій є чотири критичні точки, де До переходить через 1. Величина, рівна 1, означає, що умови зволоження оптимальні: опади, що випадають, можуть (теоретично) повністю випаруватися, проробивши при цьому корисну «роботу»; якщо їх

"пропустити" через рослини, вони забезпечать максимальну продукцію біомаси. Невипадково у тих зонах Землі, де До близький до 1, спостерігається найбільш висока продуктивність рослинного покриву. Перевищення опадів над випаровуваністю (К > 1) означає, що надмірне зволоження: випадають опади не можуть повністю повернутися в атмосферу, вони стікають по земній поверхні, заповнюють западини, викликають заболочування. Якщо опади менші за випаровування (К< 1), увлажнение недостаточное; в этих условиях обычно отсутствует лесная растительность, биологическая продуктивность низка, резко падает величина стока,.в почвах развивается засоление.

Слід зазначити, що величина випаровуваності визначається насамперед запасами тепла (і навіть вологістю повітря, що, своєю чергою, теж залежить від термічних умов). Тому відношення опадів до випаровування можна до певної міри розглядати як показник співвідношення тепла та вологи, або умов тепло- та водозабезпеченості природного комплексу (геосистеми). Існують, щоправда, та інші способи вираження співвідношень тепла та вологи. Найбільш відомий індекс сухості, запропонований М. І. Будиком та А.А. Григор'євим: R/Lr,де R - річний радіаційний баланс, L

- прихована теплота випаровування, r -річна сума опадів. Таким чином, цей індекс виражає відношення «корисного запасу» радіаційного тепла до кількості тепла, яку потрібно витратити, щоб випарувати всі атмосферні опади у цьому місці.

За фізичним змістом радіаційний індекс сухості близький до коефіцієнта зволоження Висоцького – Іванова. Якщо у виразі R/Lrрозділити чисельник та знаменник на L,то ми отримаємо не що інше, як

відношення максимально можливого за даних радіаційних умов

випаровування (випаровуваності) до річної суми опадів, тобто хіба що перевернутий коефіцієнт Висоцького - Іванова - величину, близьку до 1/К. Щоправда, точного збігу не виходить, оскільки R/Lне цілком відповідає випаровуваності, і з деяких інших причин, пов'язаних з особливостями розрахунків обох показників. Принаймні, ізолінії індексу сухості також у загальних рисах збігаються з межами ландшафтних зон, але у зонах надмірно вологих величина індексу виходить менше 1, а аридних зонах - більше 1.

1Див.: Іванов Н.М.Ландшафтно-кліматичні зони земної кулі// Записки

Геогр. про-ва СРСР. Нов. серії. Т. 1. 1948.

Від співвідношення тепла та зволоження залежить інтенсивність багатьох інших фізико-географічних процесів. Однак зональні зміни тепла та зволоження мають різну спрямованість. Якщо запаси тепла загалом наростають від полюсів до екватора (хоча максимум кілька зміщений від екватора в тропічні широти), то зволоження змінюється ритмічно, утворюючи «хвилі» на широтній кривій (див. рис. 10). В якості самої первинної схеми можна намітити кілька головних кліматичних поясів за співвідношенням теплозабезпечення та зволоження: холодні вологі (на північ і на південь від 50°), теплі (жаркі) сухі (між 50° і 10°) і жаркий вологий (між 10° п. ш. і 10° пд. ш.).

Зональність виражається у середньому річному кількості тепла і вологи, а й у їх режимі, т. е. у внутрішньорічних змінах. Загальновідомо, що екваторіальна зона відрізняється найбільш рівним температурним режимом, для помірних широт типові чотири термічні сезони і т.д. максимум, в середземноморській зоні- зимовий максимум, для помірних широт характерно рівномірний розподіл з літнім максимумом і т. д. вивітрювання та ґрунтів, у міграції хімічних елементів, в органічному світі. Зональність виразно проявляється у поверхневій товщі океану (табл. 1). Географічна зональність знаходить яскраве вираження в органічному світі. Не випадково ландшафтні зони отримали свої назви переважно за характерними типами рослинності. Не менш виразна зональність ґрунтового покриву, яка послужила В. В. Докучаєву відправним пунктом для розробки вчення про зони природи, для визначення зональності як

"Світового закону".

Іноді ще трапляються твердження, ніби в рельєфі земної поверхні та геологічному фундаменті ландшафту зональність не проявляється, і ці компоненти називають «азональними». Ділити географічні компоненти на

«зональні» та «азональні» неправомірно, бо в будь-якому з них, як ми побачимо надалі, поєднуються як зональні риси, так і азональні (ми поки що не торкаємось останніх). Рельєф щодо цього не становить винятку. Як відомо, він формується під впливом так званих ендогенних факторів, що мають типово азональну природу, та екзогенних, пов'язаних з прямою чи непрямою участю сонячної енергії (вивітрювання, діяльність льодовиків, вітру, текучих вод тощо). Всі процеси другої групи мають зональний характер, і форми рельєфу, що створюються ними, звані скульптурними.

Широтна зональність– закономірна зміна фізико-географічних процесів, компонентів та комплексів геосистем від екватора до полюсів. Широтна зональність обумовлена ​​кулястою формою поверхні Землі, внаслідок якої відбувається поступове зменшення від екватора до полюсів кількості тепла, що приходить до неї.

Висотна поясність– закономірна зміна природних умов та ландшафтів у горах у міру зростання абсолютної висоти. Висотна поясність пояснюється зміною клімату з висотою: падінням з висотою температури повітря та збільшенням кількості опадів та атмосферного зволоження. Вертикальна поясність завжди починається з тієї горизонтальної зони, де знаходиться гірська країна. Вище пояси змінюються загалом як і, як горизонтальні зони, до області полярних снігів. Іноді застосовують менш точну назву «вертикальна поясність». Воно неточне тому, що пояси мають не вертикальне, а горизонтальне простягання та змінюють один одного по висоті (рисунок 12).

Рисунок 12 – Висотна поясність у горах

Природні зони- Це природно-територіальні комплекси всередині географічних поясів суші, що відповідають типам рослинності. У розподілі природних зон у поясі велику роль грає рельєф, його малюнок та абсолютні висоти – гірські бар'єри, які перегороджують шлях повітряному потоку, сприяють швидкій зміні природних зон більш континентальні.

Природні зони екваторіальних та субекваторіальних широт.Зона вологих екваторіальних лісів (гілеї)розташована в поясі екваторіального клімату з високими температурами (+28 ° С) і великою кількістю опадів протягом усього року (більше 3000 мм). Найбільшого поширення зона набула у Південній Америці, де займає басейн Амазонки. В Африці вона знаходиться в басейні Конго, в Азії - на острові Малакка і островах Великі і Малі Зондські і Нова Гвінея (рис. 13).

Рисунок 13 – Природні зони Землі

Вічнозелені ліси густі, важкопрохідні, ростуть на червоно-жовтих фералітних ґрунтах. Ліси відрізняються видовою різноманітністю: великою кількістю пальм, ліан та епіфітів; по морським узбережжям поширені мангрові чагарники. Дерев у такому лісі сотні видів, і розташовуються вони на кілька ярусів. Багато хто з них цвіте і плодоносить цілий рік.

Тваринний світ також відрізняється різноманітністю. Більшість мешканців пристосовані до життя на деревах: мавпи, лінивці та ін З наземних тварин характерні тапіри, бегемоти, ягуари, леопарди. Дуже багато птахів (папуги, колібрі), багатий світ плазунів, земноводних та комах.

Зона саван та рідкісних лісіврозташована у субекваторіальному поясі Африки, Австралії, Південної Америки. Для клімату характерні високі температури, чергування вологого та сухого сезонів. Ґрунти своєрідного кольору: червоні та червоно-бурі або червонувато-бурі, у яких накопичуються сполуки заліза. Через недостатнє зволоження рослинний покрив є нескінченним морем трав з окремо стоять невисокими деревами і чагарниками. Деревна рослинність поступається місцем травам, головним чином високорослим злакам, що досягають іноді 1,5-3-метрової висоти. В американських саванах поширені численні види кактусів та агав. До посушливого періоду пристосувалися окремі види дерев, які запасають вологу чи затримують випаровування. Це африканські баобаби, австралійські евкаліпти, південноамериканське пляшкове дерево та пальми. Багатий і різноманітний тваринний світ. Головна особливість тваринного світу саван – численність птахів, копитних та наявність великих хижаків. Рослинність сприяє поширенню великих травоїдних і хижих ссавців, птахів, плазунів, комах.

Зона змінно-вологих листопадних лісівзі сходу, півночі та півдня обрамляє гілеї. Тут поширені як характерні для гілей вічнозелені твердолисті види, так і види, що частково скидають листя влітку; формуються латеритні червоні та жовті ґрунти. Тваринний світ багатий та різноманітний.

Природні зони тропічних та субтропічних широт.У тропічному поясі Північної та Південної півкуль переважає зони тропічних пустель.Клімат тропічний пустельний, гарячий і сухий, тому ґрунти слаборозвинені, часто засолені. Рослинність на таких грунтах убога: рідкісні тверді трави, колючі чагарники, солянки, лишайники. Тваринний світ багатший за рослинний, тому що плазуни (змії, ящірки) і комахи здатні тривалий час перебувати без води. З ссавців – копитні (антилопа джейран та інших.), здатні долати у пошуках води великі відстані. У джерел води розташовані оази – «плями» життя серед мертвих пустельних просторів. Тут ростуть фінікові пальми, олеандри.

У тропічному поясі представлена ​​також зона вологих та змінно-вологих тропічних лісів.Вона сформувалася у східній частині Південної Америки, у північних та північно-східних частинах Австралії. Клімат вологий із постійно високими температурами та великою кількістю опадів, які випадають влітку під час мусонних дощів. На червоно-жовтих і червоних ґрунтах ростуть змінно-вологі, вічнозелені ліси, багаті на видовий склад (пальми, фікуси). Вони схожі на екваторіальні ліси. Тваринний світ багатий і різноманітний (мавпи, папуги).

Субтропічні жорстколисті вічнозелені ліси та чагарникихарактерні для західної частини материків, де клімат середземноморський: гаряче та сухе літо, тепла та дощова зима. Коричневі ґрунти мають високу родючість і використовуються для обробітку цінних субтропічних культур. Нестача вологи в період інтенсивного сонячного випромінювання привела до появи у рослин пристосувань у вигляді жорсткого листя з восковим нальотом, що зменшує випаровування. Жорстколисті вічнозелені ліси прикрашають лаври, дикі маслини, кипариси, тиси. На великих територіях вони вирубані, і їхнє місце посідають поля зернових культур, сади та виноградники.

Зона вологих субтропічних лісіврозташована сході материків, де клімат субтропічний мусонний. Опади випадають улітку. Ліси густі, вічнозелені, широколистяні та змішані, ростуть на червоноземах та жовтоземах. Тваринний світ різноманітний, водяться ведмеді, олені, козулі.

Зони субтропічних степів, напівпустель та пустельпоширені секторами у внутрішніх районах материків. У Південній Америці степу називають пампою. Субтропічний сухий з спекотним літом і відносно теплою зимою клімат дозволяє рости посухостійким травам і злакам (полин, ковила) на сіро-коричневих степових і бурих пустельних грунтах. Тваринний світ відрізняється видовою різноманітністю. З ссавців типові ховрахи, тушканчики, джейрани, кулани, шакали та гієни. Численні ящірки, змії.

Природні зони помірних широтвключають зони пустель і напівпустель, степів, лісостепів, лісів.

Пустелі та напівпустеліпомірних широт займають великі площі у внутрішніх районах Євразії та Північної Америки, незначні території у Південній Америці (Аргентина), де клімат різко континентальний, сухий, з холодною зимою та гарячим літом. На сіро-бурих пустельних ґрунтах росте бідна рослинність: степова ковила, полин, верблюжа колючка; у пониженнях на засолених ґрунтах – солянки. У тваринному світі переважають ящірки, змії, черепахи, тушканчики, поширені сайгаки.

Степузаймають великі території Євразії, Південної та Північної Америки. У Північній Америці їх називають преріями. Клімат степів континентальний, посушливий. Через брак зволоження відсутні дерева і розвинений багатий трав'яний покрив (ковила, типчак та інші злаки). У степах сформовані найродючіші ґрунти – чорноземні. Влітку рослинність у степах убога, а короткої весни розквітає безліч квітів; лілії, тюльпани, маки. Тваринний світ степів представлений переважно мишами, ховрахами, хом'яками, і навіть лисицями, тхорами. Природа степів багато в чому змінилася під впливом людини.

На північ від степів розташована зона лісостепу.Це перехідна зона, ділянки лісу у ній перемежовуються зі значними просторами, вкритими трав'янистою рослинністю.

Зони широколистяних та змішаних лісівпредставлені у Євразії, Північній та Південній Америці. Клімат при просуванні від океанів усередину материків змінюється від морського (мусонного) до континентального. Залежно від клімату, змінюється рослинність. Зона широколистяних лісів (бук, дуб, клен, липа) перетворюється на зону змішаних лісів (сосна, ялина, дуб, граб та інших.). Північніше і далі в глиб материків поширені хвойні породи (сосна, ялина, ялиця, модрина). Серед них зустрічаються також дрібнолисті породи (береза, осика, вільха).

Ґрунти у широколистяному лісі бурі лісові, у змішаному лісі – дерново-підзолисті, у тайзі – підзолисті та мерзлотно-тайгові. Практично для всіх лісових зон помірного поясу характерне широке поширення боліт.

Дуже різноманітний тваринний світ (олені, бурі ведмеді, рисі, кабани, косулі та ін.).

Природні зони субполярних та полярних широт. Лесотундрає перехідною зоною від лісів до тундри. Клімат у цих широтах холодний. Ґрунти тундрово-глеєві, підзолисті та торф'яно-болотні. Рослинність рідколісся (невисокі модрини, ялина, береза) поступово переходить у тундрову. Тваринний світ представлений мешканцями лісової та тундрової зон (полярні сови, лемінги).

Тундрахарактеризується безлестю. Клімат із тривалою холодною зимою, сирим та холодним літом. Це призводить до сильного промерзання ґрунту, формується вічна мерзлота.Випаровування тут мале, органічна речовина не встигає розкластися і в результаті утворюються болота. На бідних перегноєм тундрово-глеєвих та торф'яно-болотних ґрунтах тундри виростають мохи, лишайники, низькі трави, карликові берізки, верби та ін. За характером рослинності тундри бувають мохові, лишайникові, чагарникові.Тваринний світ бідний (північний олень, песець, сови, ряски).

Зона арктичних (антарктичних) пустельрозташована у полярних широтах. Через дуже холодний клімат з низькими температурами протягом усього року великі площі суші вкриті льодовиками. Ґрунти майже не розвинені. На вільних від льоду ділянках розташовані кам'янисті пустелі з дуже бідною та рідкісною рослинністю (мохи, лишайники, водорості). На скелях поселяються полярні птахи, утворюючи пташині базари. У Північній Америці зустрічається велика копитна тварина – вівцебик. Природні умови в Антарктиді ще суворіші. На узбережжі гніздяться пінгвіни, буревісники, баклани. В антарктичних водах мешкають кити, тюлені, риби.

Під широтною зональністю (ландшафтною, географічною) розуміють закономірну зміну фізико-географічних процесів, компонентів та комплексів (геосистем) від екватора до полюсів.

Причина зональності – нерівномірний розподіл сонячної радіації широтою.

Неоднорідність поверхні земної кулі – наявність материків і океанів, різноманітність форм рельєфу ще більшою мірою ускладнюють розподіл сонячної енергії, отже, зональності. Фізичні, хімічні, біологічні процеси протікають під впливом сонячної енергії, і звідси випливає, що вони мають зональний характер.

Механізм географічної зональності дуже складний, тому вона проявляється у різних компонентах, процесах, окремих частинах епігеосфери далеко не однозначно.

Результати зонального розподілу променистої енергії – зональність радіаційного балансу земної поверхні.

Максимум сумарної радіації доводиться не так на екватор, але в простір між 20-ї і 30-ї паралелями, оскільки атмосфера тут прозоріша для сонячних променів.

Променева енергія у вигляді тепла витрачається на випаровування та тепловіддачу. Витрата тепла ними досить складно змінюється по широті. Архіважним наслідком нерівномірної широтної трансформації тепла є зональність повітряних мас, циркуляція атмосфери та вологообігу. Під впливом нерівномірного нагрівання, випаровування вологи з підстилаючої поверхні формуються зональні типи повітряних мас з різними температурами, вмістом вологи, щільністю. Зональні типи повітряних мас включають екваторіальні (теплі, вологі), тропічні (теплі, сухі), бореальні помірних широт (прохолодні та вологі), арктичні та в південній півкулі антарктичні (холодні та відносно сухі) повітряні маси. Неоднаковий нагрівання, отже, різна щільність повітряних мас (різне атмосферний тиск) викликають порушення термодинамічного рівноваги в тропосфері і переміщення повітряних мас. Якби земля не оберталася, то повітря піднімалося в межах приекваторіальних широт і розтікалося до полюсів, а від них поверталося до екватора в приземній частині тропосфери. Циркуляція мала б меридіональний характер. Проте обертання Землі вносить серйозне відхилення від цієї закономірності, й у тропосфері утворюється кілька циркуляційних схем.

Циркуляція атмосфери – рушій, механізм трансформації тепла та вологи. Вона вирівнює температурні відмінності на земній поверхні. Розподіл тепла визначає виділення наступних теплових поясів: жаркого (середньорічна температура вище 20 ° С); двох помірних (між річною ізотермою 20°С та ізотермою найтеплішого місяця 10°С); двох холодних (температура найтеплішого місяця нижче 10 ° С). Усередині холодних поясів іноді виділяють «області вічного морозу» (температура найтеплішого місяця нижче 0°С).

Зональність циркуляції атмосфери тісно пов'язана із зональністю вологообігу та зволоження. Кількість опадів та величина випаровуваності визначають умови зволоження та вологозабезпеченості ландшафтів загалом. Коефіцієнт зволоження (визначається ставленням Q / Ісп., де Q - річна кількість опадів, а Ісп. - Річна величина випаровування) є показником кліматичного зволоження. Кордони ландшафтних зон збігаються з певними значеннями коефіцієнта зволоження: у тайзі – 1,33; лісостепу – 1–0,6; степу - 0,6-0,3; напівпустелі - 0,3-0,12.

Коли коефіцієнт зволоження наближено до 1, умови зволоження оптимальні, а коли коефіцієнт зволоження менше 1 – зволоження недостатньо.

Показником тепло- та вологозабезпеченості є індекс сухості М.І. Будико R/Lr, де R – радіаційний баланс, Lr – кількість тепла, необхідна для випаровування річної кількості опадів.

Зональність виражається у середньому річному кількості тепла і вологи, а й у режимі – внутрішньорічних змінах. Екваторіальна зона характеризується рівним температурним режимом, для помірних широт характерно чотири сезони. Кліматична зональність проявляється у всіх географічних явищах – у стоках, гідрологічному режимі.

Географічна зональність добре простежується в органічному світі. В силу цієї обставини ландшафтні зони отримали свої назви за характерними типами рослинності: арктична, тундрова, тайгова, лісостепова, степова, сухостепова, напівпустельна, пустельна.

Не менш чітко виражена зональність ґрунтового покриву, яка передбачила розробку В.В. Докучаєвим вчення про зони природи. У європейській частині Росії з півночі на південь спостерігається послідовна хода ґрунтових зон: арктичних ґрунтів, тундрово-глеєвих, підзолистих ґрунтів тайгової зони, сірих лісових та чорноземів лісостепу, чорноземів степової зони, каштанових ґрунтів сухого степу, бурих напівпустельних та сіро-бурих.

Зональність проявляється як і рельєфі земної поверхні, і у геологічному фундаменті ландшафту. Рельєф формується під впливом ендогенних факторів, що мають азональну природу, та екзогенних, що розвиваються за прямої чи непрямої участі сонячної енергії, що має зональний характер. Так, для арктичної зони характерні: нагірні льодовикові рівнини, льодовикові потоки; для тундри - термокарстові западини, горби пучення, торф'яні горби; для степу – яри, балки, просадні западини, а для пустелі – еолові форми рельєфу.

У будові земної кори проявляються зональні та азональні риси. Якщо вивержені породи мають азональне походження, то осадові формуються за участю клімату, грунтоутворення, стоку, мають явно виражені риси зональності.

У світовому океані зональність найбільш добре простежується в поверхневій товщі, проявляється вона і в його частині, але менш контрастно. На дні океанів і морів вона опосередковано проявляється у характері донних відкладень (мулів), мають переважно органічне походження.

З вищевикладеного випливає, що зональність – універсальна географічна закономірність, яка проявляється у всіх ландшафтоутворюючих процесах та розміщення геосистем на земній поверхні.

Зональність є похідною не лише сучасного клімату. Зональність має свій вік та свою історію розвитку. Сучасна зональність складалася в основному в кайназої. Кайназою (ера нового життя) – п'ята епоха історія землі. Вона слідує за мезозою і поділяється на два періоди - третинний і четвертинний. Істотні зміни у ландшафтних зонах пов'язані з материковими заледеніннями. Максимальне заледеніння сягало більш ніж на 40 млн км2, при цьому динаміка заледеніння визначала зміщення меж окремих зон. Ритмічні усунення кордонів окремих зон простежуються і останнім часом. На окремих етапах еволюції тайгової зони вона тяглася до берегів Північного Льодовитого океану, зона тундри в сучасних межах існує лише в останні тисячоліття.

Основною причиною усунення зон є макрокліматичні зміни. Вони тісно пов'язані з астрономічними факторами (коливаннями сонячної активності, змінами осі обертання Землі, змінами припливоутворюючих сил).

Компоненти геосистем перебудовуються із різною швидкістю. Так, Л.С. Берг зазначав, що рослинність і ґрунти не встигають перебудовуватися, тому на території «нової зони» можуть довго зберігатися реліктові ґрунти та рослинність. Прикладом можна вважати: підзолисті ґрунти на узбережжі Північного Льодовитого океану, сірі лісові ґрунти з другим гумусовим горизонтом на місці колишніх сухих степів. Рельєф та геологічне будова відрізняється великим консерватизмом.

Джерела енергії для природних процесів

Жодна планета Сонячної системи немає можливості " похвалитися " настільки надзвичайним розмаїттям природних ландшафтів, як Земля. Взагалі сама наявність ландшафтів за умовчанням є дивовижним фактом. Ніхто не може дати вичерпної відповіді, чому різнорідні природні компоненти за сприятливих умов об'єднуються в єдину нероздільну систему. Але спробувати пояснити саме причини такого строкатого ландшафтного ансамблю завдання цілком посильне.

Як відомо, природна система Землі живе та розвивається в основному за рахунок двох видів енергії:

1. Сонячної (екзогенної)

2. Внутрішньоземної (ендогенної)

Дані види енергії однакові за силою, але виявляються корисними у різних аспектах еволюції географічного простору. Так сонячна енергія, взаємодіючи із земною поверхнею, запускає ланцюжок глобальних природних механізмів, відповідальних за формування клімату, який, своєю чергою, впливає на ґрунтово-рослинні, гідрологічні та зовнішні геологічні процеси. Внутрішньоземна енергія, впливаючи на всю товщу літосфери, зачіпає, природно, і її поверхню, викликаючи відчутні нами тектонічні рухи земної кори і тісно пов'язані з ними сейсмічні і магматичні явища. Кінцевий результат тектонічних рухів – розчленування земної поверхні на морфоструктури, які визначають (розподіл суші та моря) та великі відмінності у рельєфі суші та дна Світового океану.

Всі процеси та явища, зумовлені контактом сонячної радіації з денною поверхнею, називаються зональними. Вони охоплюють переважно поверхню, проникаючи на незначну глибину (у масштабі всієї Землі). Протилежні їм азональні процеси– це результат на земну кору енергетичних потоків, які утворюються внаслідок внутрішнього геологічного розвитку (функціонування) Землі. Як мовилося раніше, ці потоки, маючи глибинне походження, охоплюють своїм впливом всю тектоносферу і наводять її у рух, який обов'язково передається і земної поверхні. До найголовніших внутрішньоземних процесів, що дають енергетичну їжу для азональності, належать такі:

Гравітаційна диференціація земної речовини (коли легші елементи піднімаються вгору, а важчі опускаються вниз). Цим пояснюється будова Землі: ядро ​​складається практично повністю із заліза, а атмосфера, зовнішня земна оболонка, є фізичною сумішшю газів;

Поперемінна зміна радіусу Землі;

Енергія міжатомних зв'язків у мінералах;

Радіоактивний розпад хімічних елементів (в основному торію та урану).

Якби кожна точка земної поверхні отримувала однакову кількість енергії (як зовнішньої, так і внутрішньої), то природне середовище в зональному та азональному плані було б однорідним. Але фігура Землі, її розмір, речовий склад та астрономічні особливості виключають цю можливість, і тому енергія поверхнею розподіляється вкрай неоднаково. Одні частини Землі одержують більше енергії, інші – менше. Внаслідок цього вся поверхня розбивається на більш менш однорідні території. Однорідність ця - внутрішня, але самі ділянки різняться між собою за всіма параметрами. У класичній вітчизняній науці про природу Землі зонально однорідні одиниці регіонального районування суші називаються ландшафтними зонами; азонально однорідні - ландшафтними країнами, і загалом кордони країн збігаються з межами морфоструктур.

Реальне існування таких природних утворень не викликає сумнівів, але в природних умовах їхня просторова структура, звичайно, набагато складніша, ніж у сучасному науковому розумінні.

Крім вищеописаних видів енергії, на Землю впливають інші не менш сильні, але в диференціації природного середовища вони не відіграють основної ролі. Їх значення полягає у регуляції природних механізмів на глобальному рівні. Також вони вносять суттєві відхилення в зональні та азональні процеси, змінюючи напрямок руху повітряних та водних мас, викликаючи зміну пір року, припливи та відливи в Океані та навіть літосфері. Тобто вносять деякі поправки до структури речовинно-енергетичних потоків, встановлюють ритмічність та циклічність усіх природних явищ. До таких видів енергії відносяться енергія осьового та орбітального обертання Землі, гравітаційної взаємодії з іншими небесними тілами, в основному з Місяцем та Сонцем.

З о н а ль н о с т ь

Поверхня планети Земля характеризується двома протилежними якостями – зональністю та азональністю.

Зональністю у фізичній географії називається сукупність взаємозалежних явищ лежить на поверхні Землі, обумовлених взаємодією сонячної радіації з денною поверхнею і які призводять формування ландшафтних зон суші і поясів лежить на поверхні і дні Світового океану.

Зональність на суші (наземній ландшафтній сфері)

На суші зональність виявляється у існуванні ландшафтних зон, внутрішньо однорідних територій з певним кліматичним режимом, ґрунтово-рослинним покривом, екзогенними геологічними процесами та гідрологічними особливостями – густотою гідрографічної мережі (загальною обводненістю території), а також режимом водних об'єктів та підземних вод.

Ландшафтні зони на суші, як було зазначено вище, формуються під безпосереднім впливом клімату на земну поверхню. З усіх кліматичних елементів (температура, опади, тиск, вологість, хмарність) у цьому розділі нас цікавитимуть лише два – температура повітря та опади (фронтальні, конвективні, орографічні), тобто тепло та опади, якими протягом року постачається ландшафтна зона.

Для формування ландшафтної зони має значення як абсолютна кількість тепла та вологи, так і їх поєднання.

Ідеальним вважається поєднання близьке 1:1 (випаровування приблизно дорівнює кількості опадів), коли теплові особливості (теплозабезпеченість, випаровування) зони дозволяють випарувати всі опади, що випадають за рік. При цьому вони не просто випаровуються без будь-якої користі, а здійснюють певну роботу в природних комплексах, пожвавлюючи їх.

Взагалі, поєднання тепла та вологи характеризується п'ятьма варіантами:

1. Опадів випадає трохи більше, ніж може випаруватися – розвиваються ліси.

2. Опадів випадає рівно стільки ж, скільки може випаруватися (або трохи менше) – розвиваються лісостепи та природні савани.

3. Опадів випадає значно менше, ніж може випаруватися – розвиваються степи.

4. Опадів випадає набагато менше, ніж може випаруватися - розвиваються пустелі та напівпустелі.

5. Опадів випадає набагато більше, ніж може випаруватися; в цьому випадку "зайва" вода, не маючи можливості повністю випаруватися, стікає у поглиблення, і, якщо дозволяють геологічні особливості місцевості, викликає заболочування. Болота в основному розвиваються в тундрових та лісових ландшафтах. Хоча заболочені землі можуть зустрітись і в сухих зонах. Це вже з гідрогеологічними властивостями місцевості.

Таким чином, від поєднання цих кліматичних елементів (тепло та волога) залежить тип зони(лісова, лісостепова, степова, напівпустельна, пустельна). Від абсолютної кількості опадів та середньорічних температур, а також температур найхолоднішого та найтеплішого місяця року залежить конкретний характер зони(лісова екваторіальна, лісова помірна, тропічна пустельна, помірна пустельна і т.п.).

Отже, при всій різноманітності ландшафтних зон суші їх можна розділити на п'ять типів:

1. Пустельні зони

2. Напівпустинні зони

3. Степові зони (включаючи тундрові)

4. Лісостепові зони

5. Лісові зони

Саме поєднання тепла та вологи визначає тип зони. Конкретний характер зонизалежить від цього, у якому географічному поясі вона розташована. Всього на Землі існує сім поясів:

1. Арктичний пояс

2. Антарктичний пояс

3. Помірний пояс Північної півкулі

4. Помірний пояс Південної півкулі

5. Субтропічний пояс Північної півкулі

6. Субтропічний пояс Південної півкулі

7. Тропічний пояс (включаючи області субекваторіального та екваторіального клімату)

У кожному поясі формуються всі типиприродні зони. Саме за цим критерієм географічний пояс і виділяється – за повноцінним розвитком зональності.

Варіанти зональності на суші

Клімат, від якого залежить тип та характер природної зони, формується під дією трьох основних факторів:

1. Кількості сонячної радіації

2. Циркуляції повітряних мас

3. Характеру поверхні, що підстилає (ннаприклад, арктичні та антарктичні території є такими багато в чому завдяки саме своїй білій поверхні, що відображає практично всю сонячну радіацію, що надходить за рік)

Кількісні та якісні характеристики всіх трьох факторів зазнають суттєвих змін по широті, довготі та у вертикальному напрямку. Це зумовлює зміну показників та основних кліматичних елементів (температура повітря та опади). Після температурою і опадами змінюються і природні зони, і навіть їх внутрішні якості.

Так як зміна термічних умов та атмосферного зволоження відбувається у всіх напрямках по поверхні Землі, отже, на суші існують два основні варіанти зональності:

1. Горизонтальна зональність

2. Вертикальна зональність

Горизонтальна зональністьіснує у двох видах:

а) широтна зональність;

б) меридіональна зональність.

Вертикальна зональністьна суші представлена висотною зональністю.

Зональність у Світовому океані

У Світовому океані зональність виявляється існування поверхневоводних і донних океанічних поясів.

Варіанти зональності у Світовому океані

У Світовому океані також спостерігаються всі варіанти та види зональності, представлені вище. Вертикальна зональність в океаносфері існує у вигляді глибинної зональності дна (провінційної зональності).

Горизонтальна зональність

Явище горизонтальної зональності виявляє себе у вигляді широтної та меридіональної зональності.

Широтна зональність

Широтною зональністю у фізичній географії називається комплексна зміна зональних природних явищ та компонентів (клімату, ґрунтово-рослинного покриву, гідрографічних умов, літогенезу) у напрямку від екватора до полюсів. Це загальне уявлення про широтну зональність.

Крім такого комплексного підходу до даного варіанту зональності можна говорити про зональність якогось одного компонента природи або окремого явища: наприклад, зональність ґрунтового покриву, зональність атмосферних опадів, донних мулів та ін.

Також у фізичній географії існує ландшафтний підхід до широтної зональності, який розглядає її як зміну природних зон на суші (та їх ландшафтів зокрема) та/або океанічних поясів у Світовому океані від екватора до полюсів (або у зворотному напрямку).

Широтна зональність на суші

Кількість сонячної радіації, що надходить, змінюється з широтою. Що ближче територія знаходиться до екватора, то більше вона отримує радіаційного тепла на кожен квадратний метр. З цим у загальних рисах і пов'язане явище широтної зональності, яка з ландшафтної точки зору проявляється в тому, що природні зони змінюють одна одну за широтою. Усередині кожної зони також помітні широтно-зональні зміни - у зв'язку з цим будь-яка зона поділяється на три підзони: північну, середню та південну.

Від полюсів до екватора середня річна температура повітря з кожним градусом широти збільшується приблизно на 0,4-0,5 градусів за Цельсієм.

Якщо говорити про нагрівання земної поверхні сонячною радіацією, тут необхідно зробити деякі уточнення. Не кількість отриманої від Сонця радіації встановлює температурний режим місцевості, а радіаційний баланс, або залишкова радіація, - тобто кількість сонячної енергії, що залишилася після відрахування земних випромінювань, які залишають поверхню, не приносячи їй користі (тобто. невитрачаючись на ландшафтні процеси).

Вся радіація, що надходить від Сонця на поверхню Землі, називається сумарною короткохвильовою радіацією. Вона складається з двох частин - прямий радіаціїі розсіяної. Пряма радіація надходить безпосередньо від сонячного диска, розсіяна - з усіх точок небосхилу. Також поверхня Землі отримує радіацію у вигляді довгохвильового випромінювання земної атмосфери ( зустрічного випромінювання атмосфери).

Деяка частина сумарної сонячної радіації відбивається ( відбита короткохвильова радіація). Отже, невся сумарна радіація бере участь у нагріванні поверхні. Здатність до відображення (альбедо) залежить від кольору поверхні, шорсткості та інших фізичних характеристик. Наприклад, альбедо чистого сухого снігу – 95%, піску – від 30 до 40%, трави – 20-25%, лісу – 10-20%, а чорнозему – 15%. Загальне альбедо Землі наближається до 40%. Це означає, що планета в цілому "повертає" Космосу менше половини сумарної сонячної радіації, що приходить до неї.

Поверхня, нагріта частиною сумарної радіації ( поглиненою радіацією), а також зустрічнимдовгохвильовим випромінюванням атмосферипочинає сама випускати довгохвильове випромінювання ( земне випромінювання, або власне випромінювання земної поверхні).

У результаті після всіх "втрат" (відбита радіація, земне випромінювання) діяльному шару Землі залишається деяка частина енергії, яка і називається залишковою радіацією, або радіаційним балансом. Залишкова радіація витрачається на всі ландшафтні процеси: нагрівання ґрунту та повітря, випаровування, біологічне відновлення та ін.

Сонячні промені здатні впливати на ґрунт максимум до 30-метрової глибини. Це загальний максимум для всієї Землі, хоча у різних кліматичних зонах спостерігається свій максимум проникнення сонячного тепла у ґрунт. Цей шар земної кори називається геліотермічним, чи діяльним. Нижче за максимальну підошву діяльного шару знаходиться шар постійної річної температури ( нейтральний шар). Він має товщину в кілька метрів, а іноді – десятків метрів (залежно від клімату, теплопровідності порід та їхньої вогкості). Після нього починається найширший шар - геотермічний , що розповсюджується на всю земну кору. Температура у ньому визначається внутрішнім (ендогенним) теплом Землі. Від максимальної підошви нейтральної зони температура підвищується з глибиною (в середньому – 1 градус Цельсія на 33 метри).

Широтна зональність має циклічнупросторову структуру - типи зон повторюються, змінюючи одне одного у напрямі з півдня північ (чи навпаки - залежно від вихідної точки). Тобто у кожному поясіможна спостерігати поступову зміну ландшафтних зон – від лісових до пустельних. Існування такої циклічності (особливо в тропічному географічному поясі) сприяє міжширотна (зональна) циркуляція атмосфери. Механізм такої циркуляції прямо чи опосередковано розбиває всю поверхню Землі на сухі та вологі (чи відносно вологі) пояси, які чергуються від екватора до полюсів. Екваторіальна смуга виявляється вологою, суто тропічна – загалом сухою, помірною – відносно вологою, і приполюсні пояси – відносно сухими. Цим поясам атмосферного зволоження загалом відповідають найбільші природні зони (великі ліси та пустелі) основних кліматичних поясів (екваторіального, тропічних, помірних, полярних).

Арктичний поясхарактеризується двома типами пустель (крижані та арктичні), тундрою (північний аналог степу), лісотундрою (за аналогією з лісостепом) і навіть лісовою зоною – північною та частково середньою тайгою. Цей тип лісових ландшафтів є вкрай пригніченим типом лісу, який розвивається в умовах досить низьких температур протягом усього року. Різниця між північною тайгою та лісами помірних широт приблизно така сама, як різниця між лісами останніх та екваторіальними лісами.

У помірному поясіприродна зональність спостерігається вже у повноцінному вигляді, на відміну від арктичного, тип ландшафтів якого регулюються не поєднанням тепла та вологи, а температурним фактором. Саме низькі температури арктичного поясу заважають розвитку класичних природних зон у цьому полярному регіоні.

Субтропічний поясвичленюється з помірного і тропічного, і існує як самостійний лише тому, що в ньому зональність також розвинена за класичною схемою – від пустель до лісів (сухих середземноморських та вологих мусонних). Це дуже цікаве явище, тому що в цілому субтропіки - перехідна смуга, що існує на стику двох найбільших регіонів, що різняться між собою географічними типами повітряних мас. Наприклад, регіони з екваторіальним кліматом не можна виділити в самостійний ландшафтний пояс лише через неповноцінний розвиток зональності.

Широтна зональність у Світовому океані

Поверхня Світового океану (і навіть його дно), втім, також не вільні від впливу клімату. В Океані відповідно до кліматичних поясів формуються океанічні поверхневоводні ландшафтні пояси(що відрізняються один від одного, в першу чергу, температурою води, а також - режимом руху водних мас, солоністю, щільністю, органічним світом та ін), що змінюють один одного в широтному напрямку.

Назви океанічних поясів відповідають назвам кліматичних поясів, що перетинають океан: помірний океанічний пояс, океанічний тропічний пояс та ін.

Фізичний та хімічний стан океанічної води проектується і на дно (подібно до впливу атмосфери на сушу). Так формуються донні океанічні пояси, які також змінюють один одного за широтою та виділяються на підставі відмінностей у донних відкладах.

Таким чином, пояси в Океані (поверхневі та донні) можна порівняти з географічними поясами на суші.

Причини порушення горизонтальної структури широтної зональності на суші

Світовий закон широтної зональності, начебто, повинен встановлювати Землі чітку широтно-зональную зміну ландшафтних поясів і зон. Цьому має сприяти цілком правильний зональний розподіл сонячної радіації та міжширотний обмін повітрям, що визначає чергування сухих та вологих поясів. Однак реальна картина чергування ландшафтних зон далека від такої бездоганної схеми. І якщо пояси хоч якось «намагаються» відповідати паралелям, то більшість зон непростягаються ідеальними смугами вздовж паралелей, щоб перетнути весь материк із заходу на схід; вони представлені розірваними ареалами, часто мають неправильну форму, а в деяких випадках взагалі мають субмеридіональне (вздовж меридіанів) простягання. Одні зони тяжіють до східних частин материків, інші до центральних і західних секторів. Та й самі зони загалом позбавлені внутрішньої однорідності. Одним словом, ми маємо досить складний зональний малюнок, який лише частково відповідає теоретично правильній схемі.

Причина такої "неідеальності" полягає в тому, що поверхня Землі певною мірою не одноманітна в азональному плані. Існують три фундаментальні геологічні причини, що впливають на "неправильне" розташування та простягання природних зон:

1. Розподіл земної поверхні на материки та океани, причому нерівномірне

2. Розподіл земної поверхні на великі морфоструктурні форми рельєфу

3. Різноманітний речовий склад поверхні, що виражається в тому, що вона складена різними гірськими породами.

Перший фактор сприяє розвитку меридіональної зональності; другий фактор – вертикальної (зокрема, висотної) зональності; третій фактор – "петрографічної зональності" (умовний фактор).

Меридіональна зональність (на суші)

Поверхня Землі розділена на материки та океани. В давнину суші не було, вся планета була вкрита морською водою. Після появи першого континенту співіснування материків, островів та океанів не переривалося, змінювалося лише їхнє взаємне розташування. Надалі континентально-океанічний малюнокбуде, безумовно, змінюватися через те, що ніколи не припиняються тектонічні рухи (горизонтальних і вертикальних), а разом з ним - і картина зональності.

Меридіональна зональність- Зміна ландшафтних зон від океанічних узбереж у напрямку до центральних частин материків. Усередині зон також простежуються довготривалі зміни природи. Це зобов'язане своїм існуванням континентально-океанічного перенесення повітряних мас і морських течій.

Має сенс розглядати меридіональну зональність лише на суші, оскільки на поверхні океану це явище позбавлене виразності.

Роль континентально-океанічного перенесення повітряних мас у розвитку меридіональної зональності на суші

Континентально-океанічний перенесення повітряних мас яскраво поводиться в мусонах -потужні потоки повітря, що рухаються влітку з океану на материк. Механізм освіти та розвитку мусонів дуже складний, але його основні принципи можна викласти у спрощеній схемі, яка виглядає так.

Поверхня води та суші відрізняється фізичними характеристиками, зокрема, теплопровідністю та відбивною здатністю. Влітку поверхня океанів нагрівається повільніше ніж поверхня суші. В результаті повітря над океаном виявляється холоднішим, ніж над сушею. Виникає різниця в густині повітря, а значить і в атмосферному тиску. Повітря завжди рухається у бік меншого тиску.

За способом і місцем утворення мусони можна розділити на два типи - тропічні та позатропічні. Перший тип є невід'ємною частиною механізму міжширотної (зональної) циркуляції атмосфери, другий тип є континентально-океанічний перенесення повітряних мас у чистому вигляді.

Взимку спостерігається прямо протилежний процес. Суша швидко остигає, і повітря над нею сильно охолоджується. Океан, що повільно нагрівався протягом усього літа, також повільно віддає тепло атмосфері. В результаті атмосфера над океаном взимку виявляється теплішою, ніж над сушею.

Така загальна картина перенесення повітря з океану, що змінюється по сезонах, на материк і в зворотному напрямку. Для нас важливіше перше.

Повітря, що рухається влітку з океану на материк, несе величезну кількість вологи і здебільшого утеплює області материків, наближені до узбережжя. Тому прибережні частини, де спостерігається таке перенесення повітря, загалом виявляються вологішими і трохи теплішими, ніж центральні території (зокрема, різниця між літніми та зимовими температурами згладжується).

Як можна було помітити, взимку напрямок повітря змінюється на протилежний, і, отже, в холодну пору року прибережні території материка опиняються під владою сухого та холодного континентального повітря.

З цього становища можна дійти невтішного висновку, що, що далі виявляється територію від океану, тим менше їй дістається морської вологи в теплу пору року. Однак таке твердження справедливе лише до континенту Євразії, який має надзвичайну витягнутість із заходу на схід. У більшості випадків проникненню вологи морського повітря з океану до серединних частин материка заважають високі гірські хребти (на характер розподілу опадів морського походження по поверхні материка впливають не тільки розміри материка та його рельєф, але і також конфігурація материка;про ці фактори буде сказано пізніше).

Роль морських течій у розвитку меридіональної зональності на суші

Океан впливає на материки не тільки своїми повітряними масами, що формуються над одними й тими самими акваторіями (у постійних і сезонних баричних системах) та переміщуються за допомогою механізму загальної циркуляції атмосфери. Континенти торкаються ще й повітрям морських течій.

Географічний підхід до аналізу кліматичних нюансів зобов'язує нас усі течії, що спостерігаються у Світовому океані, ділити насамперед на:

Теплі;

Холодні;

нейтральні.

Теплі течії,просувають відносно тепле морське повітря вздовж берегової лінії материка, провокують посилення конвекції (висхідних потоків повітря) і тим самим сприяють випаданню рясних опадів над прибережними регіонами континентів та згладжування різниці в температурі повітря між зимою та літом. У цьому абзаці варто згадати про знаменитого Гольфстріму, який зароджується у теплих водах Мексиканської затоки та рухається вздовж західного узбережжя Європи – аж до Мурманська. Західна Європа своїм м'яким теплим вологим морським кліматом багато в чому зобов'язана цій течії, дія якої слабшає у східному напрямку (до Уралу). Для порівняння: холодна Лабрадорська течія, що оперізує однойменний канадський півострів, робить його клімат набагато холоднішим і сухішим за європейський, хоча цей регіон Канади лежить на тих же широтах, що й країни північної та центральної Європи.

Холодні течії, що просувають відносно холодне морське повітря вздовж материкового узбережжя, провокують ослаблення конвекції і тим самим сприяють висушенню прибережного повітря та посиленню температурного контрасту між зимою та влітку.

Нейтральні течії не вносять будь-яких істотних поправок і доповнень до зональної кліматичної картини материків.

Чинники, що впливають характер розподілу морської вологи поверхнею материка

На характер розподілу вологи морського повітря (опадів морського походження) по поверхні материка (і, зокрема, на те, як далеко вологе морське повітря просунеться у напрямку до серединних частин материка) впливають три головні фактори:

1. Рельєф материка (особливо високі периферійні хребти)

2. Розмір материка

3. Конфігурація материка

(Все сказане нижче відноситься не тільки до вологого морського повітря, що рухається з океану на материк, але й до теплих океанічних течій, що посилює конвекцію).

Периферійним рельєфомназивається рельєф окраїнних частин материків. Вологе морське повітря, що рухається з океану на материк, може бути затримане високим гірським хребтом, який простягається вздовж (паралельно) берегової лінії. Це називається бар'єрним ефектом.

Вкрай рідко та в обмежених масштабах зустрічається зворотний ефект, коли гірські хребти, розташовані відносно один одного паралельно (субмеридіонально або субширотно), виступають у ролі провідників вологого морського повітря у напрямку до центру континенту. Стосовно берегової лінії такі хребти мають бути розташовані перпендикулярно або під невеликим кутом.

Розмір материка- суттєвий чинник, але його все ж таки варто розглядати як винятковий. Один-єдиний материк Землі характеризується величезними розмірами - Євразія. Зрозуміло, що морське повітря шляхом до його серединним частинам втрачає майже всю вологу.

(Суть цього фактора полягає в тому, що морська волога неможе дійти до територій материка, що опиняються на далекій відстані від океанів).

Конфігурація материкавизначається як його контур, Що складається з двох складових:

1. Загального обрису (різноманітні звуження та розширення континенту в певних частинах, ступінь витягнутості в широтному або меридіональному напрямку та ін.)

2. Периферійного контуру (загальна порізаність безпосередньо берегової лінії континенту)

Чинник конфігурації несамостійний; він підпорядковується двом попереднім умовам (особливо фактору розміру материка), а також багатьом іншим унікальним фізико-географічним "нюансам" (регіональним та локальним), характерним для того чи іншого регіону Землі. Природно, що вологе морське повітря може далі просунутися до центру материка в тих місцях, де материк звужується або є широке горизонтальне заглиблення у вигляді окраїнного або напівзамкнутого моря, а також океанської затоки.

Вираз меридіональної зональності на суші

Меридіональна зональність на суші виявляється у існуванні, так званих, ландшафтні сектори.

У зв'язку з континентально-океанічним перенесенням повітряних мас всі географічні пояси, крім екваторіального, розбиваються на ландшафтні сектори,які відповідають кліматичним областям.

У кожному географічному поясі існують приокеанічні (західні та східні), центральні сектори та проміжні. І, як говорилося, той чи інший тип природної зони тяжіє до відповідного сектору. Оскільки східно-приокеанічні сектори материків зволожені більше (у зв'язку з явно вираженою діяльністю мусонів і проходженням теплих течій), ніж західно-приокеанічні сектори, лісові ландшафти тяжіють саме до східних околиць континентів (коли як у західно-пріокеанічних і центральних степових ПК). Виняток становить лише Євразія, де і західні, і східні околиці практично однакові за рівнем атмосферного зволоження.

Хоча і така схема не є загальним єдиним правильним законом.

Вертикальна зональність

Вертикальна зональність (або ландшафтна ярусність) - це зміна властивостей та компонентів ландшафтної сфери (наземної та донно-океанічної) залежно від рельєфу.

На Землі цей варіант зональності існує у двох видах:

1. Висотна зональність (характерна для суші)

2. Глибинна зональність (характерна для океанічного та морського дна)

Висотна зональність

Гіпсометрична роль великих форм рельєфу в зональній диференціації суші

Причина висотної зональності – поділ поверхні суші на морфоструктури (великі форми рельєфу, зумовлені ендогенними процесами).

Висотна (гіпсометрична) зональність – це зміна властивостей та компонентів наземної ландшафтної сфери залежно від рельєфу, тобто зі зміною положення місцевості щодо середнього рівня Океану.

Висотна зональність безпосередньо пов'язана із зміною температури повітря та кількості опадів у міру зростання абсолютної висоти. При збільшенні висоти території температура знижується, а кількість опадів у певних місцях і до висоти зростає. В цілому з висотою прихід сонячної радіації збільшується, але ще більшою мірою збільшується і довгохвильове ефективне випромінювання. Із цим і пов'язане зменшення температури на 0,5-0,6 градусів на кожні сто метрів висоти. Збільшення опадів відбувається через те, що повітря, просуваючись нагору, охолоджується і таким чином звільняється від вологи.

Гіпсометричний (висотний) ефектпростежується на рівнинах. На пагорбах цим відсуваються межі ландшафтних зон на північ. Низинності ж сприяють просуванню їхніх кордонів у напрямі. Таким чином, височини та низовини багато в чому сприяють зміні меж ландшафтних зон, збільшенню або зменшенню їх площі.

У горах горизонтальна зональність зникає; її змінює висотна поясність. Висотні пояси можна умовно назвати аналогами класичних природних зон. Явище висотної поясності є частиною загальної географічної закономірності – висотної зональності, що виражається в загаломзміна природи з абсолютною висотою.

Ідеальною схемою висотної зональності є плавний перехід від горизонтальній зональностідо висотної поясності- І далі до останнього гірського поясу, характерного для певної гірської країни. У спрощеному вигляді таку трансформацію можна подати так. Та чи інша частина будь-якої природної зони, досягнувши певної висоти (кілька сотень метрів) над рівнем моря, починає поступово "перетворюватися" на висотний (гірський) пояс - у зв'язку з неминучим зменшенням температури повітря (а іноді - і зі збільшенням опадів) . Зрештою зону змінює висотний пояс. Територія продовжує стрімко "набирати висоту", і перший пояс змінюється наступним (і так далі до останнього гірського поясу).

На великих рівнинах, де чергуються низовини і височини (наприклад, на Російській рівнині) природні зони, звичайно, не можуть "переступити" той кордон, після якого зона могла б перетворитися на висотний пояс. Але в будь-якому випадку висотназональність- це загальна зміна наземної природи зі зниженням та/або підвищенням висоти місцевості. І в цьому плані, власне кажучи, не важливо, чи трансформувалася природна зона у висотний пояс чи ні.

З іншого боку, ми маємо право також говорити і про те, що "повноцінна" висотна зональність починається там, де певна частина зони перейшла якусь межу, за якою абсолютна висота може мати серйозний вплив на ландшафти, що охолоджує. У межах перших сотень метрів від рівня моря такий ефект майже не помітний, хоча все ж таки фіксується.

Розвитку висотної зональності сприяє поділ земної поверхні на морфоструктури – на рівнини та гори різної висоти. Суша, отже, має багатоярусну будову. Долинам належать два висотних яруси - височини і низовини. Гори мають триярусну структуру: низькогірний ярус, середньогірський, високогірний. Під цю структуру земної поверхні підлаштовуються природні зони, поступово змінюючись і згодом, досягнувши певної кліматичної риси, трансформуючись у висотні пояси.

Орографічна роль великих форм рельєфу у зональній диференціації суші

Вище була розглянута гіпсометрична рольвеликих форм рельєфу у ландшафтній диференціації природного середовища. Але морфоструктури впливають зміну властивостей зональної структури земної поверхні як з допомогою гіпсометричного (висотного) чинника, а йтакож за допомогою трьох додаткових ефектів:

бар'єрного ефекту;

- "тунельного" ефекту;

Ефект орієнтування схилів.

Суть орографічної роліполягає в тому, що морфоструктури "на власний розсуд" перерозподіляють атмосферне і радіаційне тепло, а також атмосферні опади по поверхні Землі.

Строго кажучи, орографічні особливості великих форм рельєфу до явища висотної зональності як до такого практично не мають жодного відношення. Аналіз орографічного чинника можна було б винести межі теми, у якій вивчається безпосередньо сама висотна зональність. Але, з іншого боку, обмежитися лише розглядом чинника абсолютної висоти щодо ролі великих форм рельєфу в зональної диференціації суші, ми зі зрозумілих причин також можемо.

Бар'єрний ефектпроявляється в тому, що високі та середньовисотні гірські хребти перешкоджають проникненню теплих чи холодних, вологих чи сухих повітряних мас на якусь територію. Ефект перешкоди залежить від висоти гірських хребтів та їхнього простягання. У Північній півкулі субширотне (вздовж паралелей) простягання перешкоджає настанню повітряних мас з боку Арктики (наприклад, Кримські гори, що затримують холодні повітряні маси та роблять клімат Південного берега Криму субтропічним). Субмерідіональне (вздовж меридіанів) простягання перешкоджає проникненню повітря, наприклад, з океанів.

Рівнини також мають бар'єрний ефект, але значно меншою мірою.

Однак не завжди високі гори виступають у ролі лише перешкод. У деяких випадках вони виступають у ролі провідників, або тунелівдля тих чи інших повітряних мас. Цьому сприяє паралельне розташування хребтів щодо один одного. І тут знову ж таки можна згадати про Кордильєри Північної Америки. Хребти цієї гірської системи загалом паралельні один одному, і це сприяє проникненню холодного арктичного повітря далеко на південь, аж до Мексики. Тому клімат центральних штатів США в цілому холодніший за Середземномор'я, адже ці регіони мають однакову віддаленість від полюсів. Така особливість рельєфу Північної Америки багато в чому сприяє субмеридіональному простяганню ландшафтних зон у центрі материка.

Додатковим фактором диференціації самих гір (і меншою мірою рівнин) є орієнтування схилівпо відношенню до сторін світла - тобто інсоляційна та циркуляційна орієнтація. Навітряні схили, як правило, отримують більше опадів, а південні схили – більше сонячного світла.

Докладніше про висотну поясність (гірську зональність)

Явище висотної поясностіє частиноювисотної зональності.

Висотну поясність можна спостерігати лише у горах. Оскільки абсолютна висота точок поверхні якоїсь гірської системи змінюється досить швидко, зміна кліматичних елементів відбувається там різко та стрімко. Це зумовлює швидку зміну висотних поясів у вертикальному напрямі. Іноді достатньо пройти або проїхати кілька кілометрів, щоб опинитись в іншому висотному поясі. У цьому полягає одна з головних відмінностей гірничої зональності від рівнинної зональності.

Гірські системи відрізняються одна від одної:

1. Кількість висотних поясів

2. Характером зміни висотних поясів

(Ландшафтні типи поясів однакові всім гір).

Кількість (набір) висотних поясівзалежить від кількох факторів:

Положення гірничої системи у зонально-поясній структурі;

Висоти гір;

Горизонтальний профіль (план) гірської країни.

Положення гірничої системи у зонально-поясній структурі- Основний фактор. Простіше кажучи, це положення гірської системи у певному географічному поясі та зоні. Якщо, наприклад, гори знаходяться в лісовій зоні тропічного географічного поясу і якщо вони досить високі, то, природно, в цьому випадку гірська країна має весь набір висотних поясів. У помірному географічному поясі, навіть якщо гори дуже високі, не спостерігається всіх стадій зміни типів гірських ландшафтів, оскільки відлік поясів починається від тієї чи іншої природної зони помірного поясу (у зонально-поясній структурі помірного поясу за визначенням не може бути ні тропічно-субтропічних лісів) , ні інших типів природних комплексів, властивих горам тропічного пояса).

Таким чином, набір поясів спочатку залежить від того, в якому географічному поясі, географічному секторі та географічній зоні знаходяться гори.

Висота гіртакож є важливим чинником. У тій самій екваторіальній або субекваторіальній смузі древні низькі гори ніколи не знайдуть, наприклад, гірських хвойно-широколистяних лісів і особливо нивального пояса - зони вічних снігів і льодовиків.

Горизонтальний профіль (план) гірничої системи- це взаємне розташування хребтів та орієнтування їх по відношенню до сонця та переважних вітрів. Але від цього фактора залежить більшою мірою характер зміни висотних поясів, під яким ми маємо на увазі наступні особливості:

- "швидкість" зміни поясів;

Характер їхнього взаємного розташування;

Абсолютні висоти верхньої та нижньої межі поясів;

Обриси поясів;

Розміри поясів;

Наявність перепусток у класичній послідовності (та ін особливості).

Якщо різні гори розташовані в однакових умовах зонально-поясної структури, мають схожі висотні характеристики, але сильно відрізняються горизонтальним профілем (планом), то характер зміни поясів і загальна контрастність ландшафтно-поясного малюнка у них будуть різні.

Найменше від горизонтального профілю залежить кількість висотних поясів.

Вищеописаний чинник навіть у межах однієї гірської системи сильно впливає ландшафтну диференціацію. У різних частинах гірської країни спостерігається свій спектр поясів, характер їх зміни.

Крім того, гірська країна може перетинати кілька природних зон і навіть кілька природних поясів. Все це серйозно ускладнює диференціацію ландшафтів у межах однієї гірничої системи.

Висотну поясність можна розглядати як висотно-зональну надбудовуу загальній схемі горизонтально-зонального ряду будь-якого регіону Землі.

Типи висотних поясів умовно тотожні до типів рівнинних ландшафтних зон і змінюються вони в тій же послідовності, що і зони. Але в горах є висотні пояси, що не мають аналогів на рівнинах – альпійські та субальпійські луки. Ці ландшафти властиві лише горам через кліматичну та геологічну унікальність гірських країн.

Назви типів висотних поясів, в принципі, відповідають назвам типів рівнинних зон, тільки до позначення гірського поясу приписується слово "гірсько": гірсько-лісовий пояс, гірсько-степовий, гірничо-тундровий, гірсько-пустельний та ін.

Провінційна зональність океанічного дна

Частиною вертикальної зональності (ландшафтної ярусності) є провінційна зональність океанічного дна (донна провінційність).

Донною провінційністю називається зміна природи океанічного дна у напрямі від материкових (або острівних) узбереж до серединних частин Світового океану.

Це існує в основному завдяки двом взаємопов'язаним факторам:

1. Зростаючому віддаленню дна від поверхні океану (збільшенню глибини)

2. Зростаючому видаленню дна безпосередньо від материків або островів

Розглянемо суть першого чинника. Чим більша глибина, тим менше проникає сонячного світла та атмосферного тепла на дно океану (або моря). Світло та тепло мають величезне значення для донно-океанічного варіанта ландшафтної сфери. З їх кількістю пов'язані всі зональні фізико-географічні процеси (біологічні, гідрологічні, літологічні та ін), що відбуваються на дні Океану та в придонному шарі морської води.

Але донна провінційність неє результатом виключно збільшення глибини. Багато в чому вона пов'язана з іншими причинами - зокрема, як далеко знаходиться ділянка океанічного дна від найближчого континенту або великого острова.Від цього чинника переважно залежить особливості донного осадконакопичення, які істотно змінюються в міру видалення дна безпосередньо від материкових узбереж.

Глибинні яруси океанічного дна

Океанічне дномає п'ять глибинних ярусів:

1. Літораль

2. Сублітораль

3. Батіаль

4. Абісаль

5. Ультраабіссаль

Літораль- Це припливно-відливна зона; вона може коливатися у межах - залежно від вирівняності берега.

Сублітораль- Це зона, розташована нижче рівня відливу і відповідна шельфу материка. Це найактивніша і найорганічніша частина дна Світового океану. Вона сягає глибини від 200 до 500 метрів.

Батіаль- Зона морського дна, що приблизно відповідає материковому схилу (межі глибини - 200-2500 метрів). Органічний світ набагато бідніший за попередню область.

Абісаль- Глибоководна поверхня океанічного дна. По глибині вона відповідає ложі океану. Тут придонні води пересуваються негаразд швидко, як поверхневі. Температура тримається цілий рік близько 0 градусів за Цельсієм. Сонячне світло мало сягає цих глибин. З рослин можна виявити лише деякі бактерії, а також сапрофітні водорості. Товща геологічних відкладень цієї частини океанів складається в основному з різних органогенних мулів (діатомовий, глобігериновий) та червоної глини.

Ультраабісальнічастини дна перебувають у жолобах. Ці глибини вивчені дуже слабко.

Вираз донної провінційності

На регіональному рівні ця закономірність виявляється у існуванні доннихокеанічних провінцій, Кожна з яких приблизно відповідає певному глибинному ярусу океанічного дна (оскільки фактор глибини є вирішальним).

Донні провінції не слід плутати з доннимипоясами, що змінюють один одного за широтою, формування яких пов'язане із впливом взаємопов'язаних факторів широтної зональності на дно Світового океану

Важливо: донна провінція – це частинадонного океанічного поясу.Але корінне різницю між ними у тому, що донні провінції (на відміну донних поясів) різнятьсяне лише характером літогенезу та відкладеннями, а також особливостями органічного світу, фізичними та хімічними властивостями придонного шару води.

Отже, у кожному донному океанічному поясі у приблизній відповідності до глибинних ярусів формуються такі донні провінції:

Субліторальні провінції;

Батіальні провінції;

Абісальні провінції;

- (ультраабісальні провінції).

Донні провінції змінюють одна одну у напрямку від материкових узбереж до серединних частин Океану. Це явище і називається провінційною зональністю океанічного дна.

Донна провінційність - явище, властиве лише дну Світового океану. З деякою часткою відносності її можна визначити як глибинну зональність. Продовжуючи цю думку, ми можемо констатувати, що з ландшафтного погляду неправомірно говорити про глибинну зональність водної товщі океану чи моря. Хоча із суто гідрологічних позицій таке явище має право на існування.

"Петрографічна зональність"

Усі розглянуті вище чинники впливали той чи інший район у вигляді клімату – сонячної радіації і потоками повітря з певними метеорологічними якостями (вологість, температура тощо.). Тобто мали кліматичну природу. Але, виявляється, речовий склад та геологічну будову приповерхневої товщі земної кори також має велике значення у ландшафтній диференціації. Тут відіграють роль усі хімічні та фізичні властивості гірських порід, від яких також залежить і гідрогеологічні особливості території. Тільки словосполучення «петрографічна зональність» не є повноцінним в аспекті самої зональності, оскільки це явище не відіграє вирішальної ролі в розміщенні по земній поверхні природних зон, а лише змінює конфігурацію останніх. І загальний зональний малюнок, завдяки різноманітному петрографічному складу, набуває ще більш складного вигляду, ніж якби вся поверхня була складена якоюсь однією гірською породою (наприклад, глиною або піском). Дуже яскраво ця закономірність простежується в горах, де гірські породи змінюють одна одну дуже швидко і часом непередбачувано.

На рівнинах ландшафти, що мають у своєму складі, крім класичних піщаних і глинистих порід, поживніші (карбонатні) здатні значно відсувати межі зон помірного пояса в північному напрямку і тим самим розширювати їх площу. За прикладами далеко ходити треба. Іжорське плато під Санкт-Петербургом складено вапняками ордовицького періоду,на яких утворилися родючі ґрунти та згодом сформувався змішаний ліс, властивий більш південним областям.

Піски можуть просувати тайгову зону далеко на південь, аж до південного кордону лісостепової зони, в яку по річкових терасах "мовами" врізаються справжнісінькі хвойні ліси.

Якщо подивитися на це явище трохи з іншого боку, то з'ясується, що будь-яка зона має таку якість, як ландшафтне попередження. Суть його полягає в тому, що ніяка зона не починається і не закінчується різко, вона завжди з'являється у вигляді ізольованих вкраплень або відгалужень у північній зоні і зникає схожими вкрапленнями в південнішій. Наприклад, у тайзі існують вкраплення мішаних лісів; у степах також є переліски, що складаються з хвойних та листяних порід дерев. У змішаних лісах можна спостерігати степові ландшафти, які поступово зникають у напівпустелях. І так далі. У будь-якій зоні можна знайти острівці сусідніх регіонів. Таке явище називається ще екстразональністю. Причини її, крім петрографічних властивостей поверхні, можуть пояснюватися також і різною експозицією макро-і мезосхилів, якими володіють і великі рівнини.

За силою на загальну схему зональності речовий склад виявляється рівним гіпсометричному чиннику на рівнинах.

Азональність

Процеси, що спостерігаються безпосередньо на поверхні Землі, мають не тільки екзогенну (сонячну) природу. У верхній частині земної кори виявляється ціла низка явищ, які є зовнішнім продовженням глибинних геологічних процесів, що протікають у надрах нашої планети. Такі поверхневі обурення називаються азональними тому, що вони не належать до категорії зональних процесів, що запускаються короткохвильовою електромагнітною сонячною радіацією (при зіткненні з денною поверхнею).

Азональність у фізичній географії визначається як сукупність взаємозалежних геологічних явищна Землі, обумовлених енергією ендогенних процесів.

Конкретика азональних явищ

Азональних явищ не так уже й багато. До них цілком і повністю ставляться тектонічні рухи. Їх можна ділити за різними критеріями.

За спрямованістю тектонічні рухи поділяються на:

Вертикальні рухи;

Горизонтальні рухи.

За впливом на початкове залягання гірських порід:

Повільні епейрогенічні (не призводять до суттєвого порушення залягання порід);

Дислокаційні рухи (викликають різні розривні та складчасті деформації гірських порід - горсти, грабени, скиди, надвиги, орогенні синкліналі та антикліналі).

Тектонічні рухи є пусковим механізмом для виникнення сейсмічних і магматичних (інтрузивних і ефузивних, або вулканічних) явищ, які також відносяться до азональних.

У глибинах Землі геологічні процеси з деяких причин протікають із різною інтенсивністю. Через це одні ділянки земної кори отримують більше енергії для подальшої еволюції, інші (щодо сформованих) значно менше. Отже, тектонічні рухи земної кори в різних її частинах відрізняються один від одного за силою, швидкістю та спрямованістю. Така різниця в кінцевому підсумку призводить до утворення на суші (і дні океану) великих форм рельєфу (рівнин і гір), які називаються морфоструктур.

Існує таке поняття, як порядокморфоструктури. Пізніше ми переконаємося, що це поняття має важливе значення для азонального фізико-географічного районування суші.

Морфоструктури різних порядків

Не зайвим буде повторитися: морфоструктури - це великі форми рельєфу, генезис яких продиктований внутрішньоземною енергією. Вони є складовими частинами тектонічних структур (геоструктур). При морфоструктурном районуванні поверхні суші слід врахувати те, що порядок морфоструктури повинен збігатися з порядком тектонічної структури.

Морфоструктури вищого ладу

Материкові виступи та океанічні западини – тектонічні структури найвищого порядку. Якщо їх розглядати з морфоструктурної точки зору, дані форми мегарельєфа Землі називаються геотектурами.

Морфоструктури 1-го порядку на континентах. Стародавні платформи

Материки складені з геоструктур 1-го порядку:

Платформ (стародавніх та молодих);

Рухомих поясів.

Відповідно до цього розподілом, на платформних ділянках морфоструктурами одного порядку є великі рівнини, які на стародавніх платформах охоплюють як плити, так і щити (і, відповідно, займають майже всю площу древніх платформ).

На стародавніх платформах зустрічаються переважно рівнини; гори – досить рідко. Існують три категорії платформних гір:

1. "Реліктові":

а) останці (ізольовані різкі виступи порід, що залишилися після руйнування менш стійких порід місцевості) - давні залишкові гори;

б) древні згаслі вулкани.

2. Денудаційні:

а) ерозійні (столові) гори (що виникли при ерозійному розчленуванні піднятий на щитах та антеклізах);

б) відпрепаровані ("оголені") магматичні утворення (структурно-денудаційні гори).

3. Епіплатформні (глибові гори)

Таким чином, на стародавніх платформах до "реліктових" гор відносяться поодинокі згаслі вулканічні конуси (вкрай рідко) і останці. Останци та вулкани найчастіше входять до складу платформних нагорій, про які йтиметься нижче. Крім цього, докембрійським платформам властиві денудаційні (ерозійні та відпрепаровані) гори.

Але є й інша (третя) категорія платформних гір. Це – глибові гори. Ділянки деяких стародавніх платформ, що зазнали епіплатформного орогенезу в кайнозої, також характеризуються гірським рельєфом, який представлений короткими низькими глибовими хребтами. Такі хребти поєднуються з піднесеними рівнинами (плато, плоскогір'ями та інших.). Морфологічний комплекс глибових хребтів і піднесених рівнин часто ускладнений окремими горами (потухлими або діючими вулканами, а також останцами). Тобто у горизонтальному плані ці території мають досить "хаотичну", неправильну форму. Через це їх називають нагір'ями (або плоскогір'ями).

Гори стародавніх платформ зустрічаються переважно на щитах.

Морфоструктури 2-го порядку на стародавніх платформах

Стародавні платформи складаються з тектонічних структур 2-го порядку:

Плит;

Щитів.

Як правило, вся площа будь-якої плити зайнята великою рівниною - системою височин і низовин, злитих в один рівнинний комплекс. Такий комплекс називається рівнинною країною(наприклад, Російська рівнинна країна, що займає однойменну плиту Східноєвропейської платформи) і є морфоструктурою другого порядку.

Будь-якому масивному щиту тієї чи іншої стародавньої платформи (наприклад, Балтійському щиту Східноєвропейської платформи) у більшості випадків також відповідає загалом різновисотний рівнинний комплекс, який може складатися з піднесених цокольних рівнин, нагорій та плоскогір'їв. Такий великий рівнинний комплекс також вважається платформною морфоструктурою 2-го порядку.

Морфоструктури 3-го порядку на плитах стародавніх платформ

Та чи інша плита стародавньої платформи розпадається на синеклізи, антеклізи, авлакогени та інші тектонічні структури 3-го порядку. Синеклізи - це великі прогини земної кори. Їм відповідають низовини. Антекліз - великі підняття земної кори. У рельєфі вони виражені височинами. Низинності на синеклізах та височини на антеклізах – морфоструктури третього порядку.

Морфоструктури епігеосинклінальних рухомих поясів

У межах материків існують рухомі пояси трьох типів: епігеосинклінальні, епіплатформні та рифтові (сучасні активні рифти).

Будь-який епігеосинклінальний пояс сам собою є рухомий геоструктурою 1-го порядку. Його можна розділити на епігеосинклінальні області – тектонічні структури другого порядку, яким відповідають рухливі морфоструктури 2-го порядку. гірські країни.Наприклад, Альпійсько-Гімалайський пояс ділиться на такі області: Альпи, Піренеї, Великий Кавказ, Гімалаї, Карпати та ін. У морфоструктурному відношенні є гірськими країнами.

Вираз азональності на суші

Якщо зональність на суші знаходить вираження у існуванні ландшафтних зон, то азональність повноцінно поводиться у вигляді краєвид.

При виділенні на поверхні суші ландшафтної країни нам не слід забувати про те, що така одиниця повинна володіти більш менш одноманітними азональними характеристиками на регіональному рівні. Це означає, що територія повинна бути в межах однієї форми макрорельєфу, мати більш-менш однакову геологічну будову, походження, а також одноманітний тектонічний режим.

Таким вимогам на давній платформі відповідають морфоструктури 2-го порядку, які можуть бути представлені:

1. Рівнинною країною – на плиті

2. Комплексом різновисотних цокольних рівнин, нагір'я та плоскогір'я - на масивному щиті

У межах епігеосинклінального поясу таким вимогам відповідають гірські країни, які є рухомими морфоструктурами 2-го порядку.

Безпосередньо ландшафтні країни визначаються як азональні фізико-географічні одиниці першого ладу.

Так як морфоструктури є єдиним цілим за всіма азональними характеристиками, вони добре підходять для азонального ландшафтного районування суші.

Ландшафтні країни- основні одиниці азонального районування материкової поверхні, які на давній платформі та в межах епігеосинклінального поясу практично завжди виділяються на основі морфоструктур саме 2-го порядку.

На рівнинах країни включають відрізки різних природних зон (зони також можуть перетинати кілька країн), а в горах – набір висотних поясів.

Ландшафтні країни за азональними ознаками поділяються на певні райони, з яких досить чітко виділяються азональні фізико-географічні одиниці другого порядку. ландшафтні області,межі яких у древніх платформах найчастіше збігаються з межами морфоструктур 3-го порядку (окремих височин, низовин та інших.).

Ландшафтні області, своєю чергою, також складаються з дрібніших геосистем азонального ряду.

Деякі особливості азонального ландшафтного районування Східноєвропейської платформи

Тектонічне районування докембрійської Східноєвропейської платформи, прийнятне для адекватного фізико-географічного районування Російської Федерації та суміжних держав, передбачає поділ її на кілька великих підлеглих геоструктур 2-го порядку - Російську плиту, Балтійський щит та Український щит.

Російській плиті відповідає рівнинна країна, звана Російською рівниною. У її межах знаходиться однойменна ландшафтна країна.

Великий Балтійський щит, що займає значну частину площі Скандинавського півострова, всю Карелію та Кольський півострів, у фізико-географічному відношенні є ландшафтною країною, яка називається Фенноскандія.

Порівняно невеликий Український щит, який хоч і є геоструктурою 2-го порядку, невиділяється у самостійну фізико-географічну країну. У теорії та практиці ландшафтознавства цей щит сприймається як ландшафтна область, що є частиною Російської ландшафтної країни. Отже, бачимо, що у азональному районуванні материків щит древньої платформи який завжди може бути основою виділення ландшафтної країни.

У межах Російської Федерації і суміжних держав Російська рівнина включає близько двадцяти ландшафтних областей. Деякі з них: Середньоруська, Верхньоволзька, Печорська, Поліська, Донецька, Дніпровсько-Приазовська (Український щит) та ін.

Фенноскандія у межах Російської Федерації називається Кольско-Карельской ландшафтної країною. Як видно із самої назви, вона ділиться на дві області – Кольську та Карельську.

Інтразональність

Фізико-географічний район (ландшафт), будучи стовідсотково однорідним щодо клімату, тектонічного режиму та розміщуючись у межах однієї макроформи рельєфу, проте має різноманітну, мозаїчну горизонтальну структуру, як і всі інші одиниці районування вищих рангів. Людина, яка добре відчуває природу, при перетині будь-якої місцевості, може звернути увагу, що, наприклад, рослинні угруповання (і взагалі природні комплекси) змінюють одна одну буквально через кожні кілька сотень метрів шляху. І кожен із них унікальний і неповторний. Це пояснюється різноманітністю морфоскульптурної основи(геологічного фундаменту, чи морфолітогенної основи) кожного окремо взятого району.

У процесі геологічного розвитку ландшафт набуває неповторного і, що головне, неоднорідного морфолітогенного ансамблю, під який з часом підлаштовуються біоценози (зокрема - фітоценози). Морфолітогенна основа – це комплекс різних морфоскульптур (пагорбів, балок, гряд та ін.).

Кожна морфоскульптура у ландшафті складається з дрібніших форм мікрорельєфу (наприклад, вершина пагорба, його схили, підніжжя та ін.)

Будь-яка форма мікрорельєфу характеризується:

1. Мікрокліматом

2. Зволоження

3. Поживністю (трофікою) ґрунту та гірських порід

Той чи інший фітоценоз "вибирає" у межах однієї морфоскульптури певну форму мікрорельєфу, або екотоп(місцепроживання), умови якого відповідають потребам всіх рослин у кліматі, зволоженні та поживності грунту. Отже, екотоп складається з:

1. До ліматопа (умови мікроклімату)

2. Гігротопу (умови зволоження)

3. Едафотоп (ґрунтові умови)

Наприклад, відомо, що болотяна рослинність селиться в надмірно зволожених місцях, сосни - на бідних сухих піщаних і супіщаних ґрунтах (а береза ​​взагалі росте в будь-яких умовах). Цим і пояснюється така строката картина природних комплексів на порівняно невеликій площі ландшафту. Мало того, будь-який фізико-географічний район має свій власний, індивідуальний морфоскульптурний комплекс. Це робить картину природи ще різноманітнішою.

Мікроклімат

Кожні окремі частини морфоскульптури (у фізичної географії звані фациями) - наприклад, схили пагорба, його вершина, підніжжя - мають свій мікроклімат. Відмінності в мікрокліматі таких щодо невеликих природних утворень полягають у неоднаковій орієнтуванні частин морфоскульптури по відношенню до сонячних променів та вітру - тобто до сторін світла. Схили, звернені на південь, завжди тепліші за протилежні схили. Отже, різних ділянках пагорба чи балки всі мікрогеографічні процеси протікають по-різному.

Зволоження

Зволоження території складається з трьох статей:

1. Атмосферне зволоження

2. Грунтове зволоження

3. Натічне зволоження

Атмосферне зволоження - це продукт клімату, і воно було розглянуте у попередніх розділах.

Грунтове зволоження

Ґрунтове зволоження визначається рівнем ґрунтових вод, який змінюється залежно від:

а) геологічної будови та механічного складу фундаменту ландшафту (механічний склад усієї товщі порід, характер та послідовність їх залягання);

б) форми мезорельєфу, де розташована фація.

Гірські породи, що добре пропускають воду, називаються водопроникними. До них відносяться в основному піски та супіски.Водо непроникні породи, що погано пропускають воду (глини і важкі суглинки) або не пропускають зовсім, затримують її біля поверхні, викликаючи надмірну зволоженість місцевості. У таких місцях рівень ґрунтових вод завжди набагато вищий, ніж у тих, де піщані породи пропускають через себе майже всі опади, які, пройшовши крізь товщу піску, швидко видаляються разом із підземним стоком (якщо дозволяє загальний ухил місцевості).

Негативні морфоскульптури(яри, балки, западини, замкнуті зниження між пагорбами тощо) майже завжди мають високий рівень ґрунтових вод, що іноді виходять на поверхню. Отже, рослини, які мають потребу у великій кількості вологи, селяться саме в цих місцях. Мало того, негативні мезоформи рельєфу в силу своєї увігнутості «забирають» воду з навколишніх територій (вода завжди стікає до пониження). Це підвищує зволоженість території. На таких місцях зазвичай виникають болота чи заболочені землі.

Позитивні морфоскульптури(пагорби, гряди та ін.) мають низький рівень ґрунтових вод, і там зазвичай формуються невибагливі по відношенню до вологи біоценози. Позитивні мезоформи рельєфу через свою опуклість постійно звільняються від «зайвої» води». І це ще більше висушує місцевість.

Залежно від потреби вологи всі рослини розділилися на три групи:

1. Гігрофіти

2. М езофити

3. Ксерофіти

Гігрофіти дуже вимогливі до вологи.

Мезофіти ростуть в умовах помірного зволоження (це більшість рослин середньої (помірної) смуги Росії та інших країн).

Ксерофіти можуть існувати в умовах крайньої нестачі води (у пустелях).

Натічне зволоження

Даний тип зволоження пов'язаний з натікомводи, який може бути викликаний поверхневим стоком дощових та талих вод (під дією сили тяжіння), заплавним розливом водотоків (під час повінь та паводків), напливом води внаслідок припливів. Залежно від цього натічне зволоження ділиться на три типи:

1. Делювіальне (поверхнево-стокове)

2. Заплавне

3. Приливне

Отже, натічне зволоження залежить від рельєфу, близькості водойм та водотоків.

Поживність ґрунту

Трофічні (поживні) властивості морфоскульптурного комплексу ландшафту пов'язані з мінеральним складом ґрунтоутворювальних та підстилаючих їх гірських порід. До поживних гірських пород відносяться глини, суглинки, лес і вапняк, що містять. До бідних щодо поживності відносяться піски та супіски, а також скельні породи. Рослини мають різну потребу у поживних речовинах. Деякі їх досить вимогливі до грунту, іншим - " все одно " , де рости; а треті - задовольняються малим. У зв'язку з цим усі рослини поділяються на три групи:

1. Вимогливі до поживних речовин – мегатрофи (евтрофи)

2. Помірно вимогливі до поживних речовин – мезотрофи

3. Не вимогливі до поживних речовин – оліготрофи

До дерев мегатрофамвідносяться ясені, клени, в'язи, білі верби, горіхи, граби, буки, ялиці; до мезотрофам- осики, берези пухнасті, чорна вільха, черешчасті дуби, горобини, модрини та інші; до оліготрофам– сосни звичайні, ялівці, білі акації, берези бородавчасті та ін.

Поживність грунту може бути пов'язана і з хімічним складом грунтових вод.

Вибравши собі місце проживання (екотоп), рослинно-тваринний світ починає розвиватися за своїми неповторними законами, утворюючи унікальні поєднання та форми. Більше того, біота (сукупність видів рослин, тварин та мікроорганізмів на певній території), еволюціонуючи, сильно впливає на компоненти природного комплексу. Ось чому на фаціях, які повністю ідентичні один одному, не може бути повного збігу. Два абсолютно однакових на перший погляд ялинника виявляться різними за параметрами мікро- та нанорельєфу, набором та угруповання рослин, способу життя комах, тварин і птахів тощо.

Тепер слід перейти до власне інтразональності. Кожен ландшафт містить у собі такі природні комплекси, які відбивають його становище у зональній системі земної поверхні. Тобто за цими природними комплексами можна одразу визначити, якій зоні належить ландшафт. Такі геосистеми називаються плакорними(Автоморфними), або типово зональними. Вони характерні для територій, де мікроклімат, умови зволоження та трофічні властивості поверхні знаходяться в межах середніх нормальних значень, характерних для конкретної ландшафтної зони. Всі інші геосистеми, що розвиваються в умовах, які значно відхиляються від «нормальних», називаються інтразональними. Зазвичай плакорні ПК переважають над интразональными. Але трапляється навпаки. І таке явище далеко не рідкісне.

У принципі, для кожної зони характерні свої інтразональні комплекси, властиві лише їй. Отже, будь-яка зона має своє інтразональним рядом. Ніде Землі ми зустрінемо интразональных геосистем тропічної пустелі (оазів) у лісах помірного пояса. І навпаки, болота, характерні для середньої смуги Євразії та Північної Америки, неможливо зустріти у Сахарі чи хоча б Каракумах. Те саме можна сказати і про мангри, які не властиві ландшафтам Гренландії та Вогняної Землі.

Натомість природні комплекси, характерні для сусідньої (більш північної чи південної) природної зони – явище часто і цілком закономірне, і називається воно екстразональністю, яка вже була розглянута вище. Вона, на перший погляд, у чомусь схожа на інтразональністюАле функціональні причини та наслідки цих двох цікавих явищ різні.

Про фізико-географічне районування

У реальній обстановці ландшафтні зони та країни, звичайно ж, не існують окремо, вони функціонально та територіально доповнюють одна одну в усіх відношеннях. Тому головне завдання теоретичних досліджень фізичної географії – поєднати їх. Поєднуючи ці регіони, можна виділити похідні одиниці, в яких азональні та зональні характеристики збігаються в регіональному масштабі. До таких одиниць можна віднести, так звані, провінції, що утворюються від перетину зон та країн.

При подальшому районуванні всередині провінції від "дотику" відрізка зони, що залишився, з різними ландшафтними областями, що "заходять" на її територію, виходять провінції другого порядку. Усередині провінції другого порядку азональні характеристики вже досить однорідні, але у зональному плані може складатися з відрізків подзон. Відрізок підзони усередині провінції другого порядку визначається як провінція третього порядку.

Далі поєднання стає невизначеним та непередбачуваним. В одних випадках провінцію третього порядку можна поділити на деякі регіональні "азональні" території. При цьому вона розпадається, отже, на провінції 4-го порядку. Але так буває, звісно, ​​не завжди. Іноді азональні критерії розбивають провінцію 3-го порядку безпосередньо на ландшафти (найяскравіший приклад - це окремі вулкани або будь-які інші вулканічні утворення такого масштабу; всі вони є самостійними ландшафтами). Остання провінція, таким чином, є факультативною одиницею, що існує в одних регіонах та відсутня в інших. Наступний щабель після неї - це ландшафтний район(або просто ландшафт), що виділяється, як ми з'ясували, також на підставі азональних відмінностей усередині провінцій 3-го чи 4-го порядку.

Уважно аналізую таке районування, можна зауважити, що для розчленування провінції вищого порядку на підлеглі їй провінції нижчих рангів необхідно використовувати підхід чергуваннязональних та азональних показників. Так усередині головної провінції виділяється частина ландшафтної області; після цього вже всередині провінції другого порядку визначаються межі відрізка підзони, які дозволять нам встановити межі провінції третього порядку. Далі знову шукаються азональні відмінності.

Отже, найприйнятніше для нас ландшафтне районування, Придатне як для теорії, так і для практики, має не розрізнену дволінійну, а зонально-азональну структуру. Виглядає дуже просто: провінція 1 порядку - провінція 2 порядку - провінція 3 порядку - (провінція 4 порядку) - ландшафтний район.

Така схема показує, що поступово звужуючи площу районування ми спустимося від провінції вищого порядку до ландшафтного району, на всьому просторі якого не існує ні зональних, ні азональних відмінностей. Далі залишається лише встановити адекватні межі ландшафтного району. В цьому якраз і полягає найголовніша кінцева практична мета вітчизняного та зарубіжного ландшафтознавства.